CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA

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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE SANTA CRUZ – Departamento de Ciências Agrárias e Ambientais
CAA 065 – Meteorologia e Climatologia � PAGE �16�
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CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA
Introdução
 Diferenças no balanço de radiação, associadas com a heterogeneidade da superfície terrestre, geram diferenças de pressão atmosférica que mantém a atmosfera em contínuo movimento. Este movimento tende a eliminar as diferenças de pressão, removendo energia térmica das regiões de maior ganho, transportando-a e liberando-a nas regiões de maior ganho. Em seus deslocamentos, as massas de ar interagem entre si e com a superfície do planeta, gerando alterações nas condições meteorológicas. A maior freqüência de condições meteorológicas específicas determina o clima do local.
Circulação Geral
 
 O balanço de radiação médio anual do globo terrestre mostra que a região intertropical apresenta valor positivo, crescente a medida que se aproxima do Equador. O balanço é negativo para regiões temperadas, ocorrendo os menores valores nas calotas polares. Como conseqüência, a massa de ar no Equador sofre aquecimento, diminuindo de densidade e se eleva na atmosfera. Por outro lado, massas de ar nas calotas polares sofrem resfriamento, aumento de densidade e descendem na atmosfera.
 A condição de aquecimento de massas de ar no Equador cria aí uma região de baixa pressão, enquanto que a condição de resfriamento de ar nos pólos gera uma região de alta pressão.
 Se o globo terrestre não apresentasse rotação e tivesse uma superfície homogênea, estabelecer-se-ia um gradiente contínuo de pressão dirigido dos pólos para o Equador, junto a superfície do solo. Formar-se-iam células meridionais de circulação, constituídas de massas frias dirigindo-se dos pólos do Equador pela parte baixa da atmosfera, e massas quentes dirigindo-se do Equador para os pólos, pela parte superior da atmosfera. O vento de superfície seria então, de sul no hemisfério sul e de norte no hemisfério norte, conforme mostra a Figura 1. 
 Entretanto, o globo terrestre não está parado, mas gira de oeste para leste, fazendo com que toda massa de ar em deslocamento sofra um desvio na sua trajetória, por efeito da força de Coriolis.
 Figura 1 – Circulação geral da atmosfera para o globo terrestre 
 homogêneo e sem rotação.
 Sob ação da força de Coriolis, uma massa de ar que se ascendeu no pólo sul, na sua trajetória para o norte, seria continuamente desviada para a esquerda, Sua direção passaria a apresentar uma componente de leste, até certa latitude, na qual a direção resultante seria leste. As medições de vento de superfície mostram fortes ventos de leste em torno em torno da latitude de 60° e de sudeste em latitudes superiores a 60°.
 A massa de ar que se elevou no Equador desloca-se, na parte superior da atmosfera, em direção aos pólos. Ao se deslocar em direção ao pólo sul, defletiria, originando ventos de noroeste em altitude. A medida que a massa de ar se desloca, resfria-se e descende gradativamente na atmosfera, indo atingir a superfície do solo na latitude aproximada de 30° S. Este fluxo descendente na atmosfera gera uma região de alta pressão junto a superfície terrestre.
 Parte da massa de ar que descendeu na atmosfera encaminha-se para norte e parte para sul. A massa de ar que se orienta para norte passaria a sofrer deflexão para esquerda e gradativamente originaria ventos com componentes leste. Constata-se que entre o Trópico de Capricórnio e o Equador, os ventos predominantes de superfície são ventos de sudeste, constituindo os Alísios de Sudeste. A circulação do ar, elevando-se no Equador, descendendo no Trópico de Capricórnio, originando ventos sudeste de superfície e noroeste de altitude, constitui a Célula Tropical de Circulação Meridional, mostrada na Figura 2.
Figura 2 – Circulação geral na atmosfera para o globo terrestre com superfície uniforme
 e em rotação.
 Nas proximidades da latitude de 30°S, devido ao afundamento do ar na atmosfera, ocorre ausência de nebulosidade e pouca precipitação. Essa região define uma faixa, em torno do globo terrestre, que corresponde à região seca subtropical. Devido à divergência do ar junto a superfície, os ventos são fracos e as calmarias freqüentes.
 Em torno da latitude de 60°S, o encontro dos ventos noroeste dos trópicos denominado de Predominantes de Oeste, com os ventos de sudeste das regiões polares, denominados de Polares de Leste, cria a descontinuidade conhecida como Frente Polar. Nesta zona, a ascenção do ar tropical sobre o ar polar cria outra zona de nebulosidade e precipitações. Esta região define uma faixa, em torno da terra, que corresponde à região úmida polar.
 O modelo de circulação geral da atmosfera, descrito para a terra em rotação e com superfície uniforme, permite explicar a existência das grandes zonas climáticas do globo terrestre. Contudo a pronunciada diferença do balanço de radiação entre os continentes e oceanos modifica de maneira acentuada a circulação na atmosfera, principalmente junto a superfície do solo.
Distribuição da Pressão Atmosférica
 A configuração anteriormente descrita não é exatamente o que se observa ao longo do ano. Claramente a distribuição dos continentes e dos oceanos, combinado com o aquecimento diferenciado (em virtude da diferença no calor específico), origina configurações de pressão que diferem do verão para o inverno, como se vê na Figura 3.
 As configurações mais destacáveis da circulação geral da atmosfera são as células de alta pressão sobre os oceanos. São em geral, semipermanentes e recebem nomes específicos. O Anticiclone do Atlântico Sul, localizado na costa oriental da América do Sul, exerce influencia decisiva sobre o tempo e o clima no Brasil. O Anticiclone do Pacífico, na costa ocidental da América do Sul, também se destaca pela grande influencia sobre todo o continente sul-americano. O ar seco subsidente parece explicar a presença dos desertos de Secura e Tumbi, localizados na costa ocidental da América do Sul. As demais células anticiclônicas localizadas no Hemisfério Sul, entre os continentes, desempenham papel predominante sobre o tempo e o clima da África e da Austrália. As correntes oceânicas frias ao longo da costa oeste da América do Sul atuam como estabilizadores do ar, inibindo a formação de ventos e nuvens, e contribuindo ainda mais para a formação dos desertos.
 Figura 3 – Pressões e ventos médios ao nível do mar (isóbaras em milibares
 excedendo 1000 mb), em Janeiro (A) e Julho (B). A linha cheia
 mais grossa localiza a zona de convergência intertropical – ZCIT.
 Observa-se também que os centros de pressão modificam-se substancialmente do verão para o inverno. Isto reflete as diferenças de temperaturas do ar de uma estação para outra. Durante o inverno as temperaturas são menores sobre os continentes, em conseqüência os centros de alta pressão tendem a migrar para os continentes. No verão as temperaturas são maiores sobre os continentes e os centros de alta pressão localizam-se, prioritariamente, sobre os oceanos. Essa migração sazonal dos centros de pressão é bem visível sobre o Brasil, ou seja, no verão há um predomínio dos centros de baixa pressão sobre o continente com o ar tropical que, ao elevar-se, produz bastante nebulosidade convectiva e chuvas abundantes, caracterizando a estação chuvosa. No inverno, o Anticiclone do Atlântico Sul desloca-se para o continente, respondendo assim pela escassez de chuvas sobre o continente (estação seca).
Ventos Locais
Brisas de Terra e de Mar
 Diferenças locais de temperatura podem gerar diferenças de pressão e dar origem aventos locais.
 Em toda costa atlântica ocorrem as brisas. Pela manhã, a diferença de temperatura entre a terra e o mar é pequena, resultando num escoamento praticamente nulo (A). Durante o dia (a partir de aproximadamente 10 horas), o maior aquecimento dos continentes faz com que o ar se eleve na atmosfera criando uma região de descompressão junto ao solo. Em conseqüência, o ar menos aquecido, situado sobre o oceano, é deslocado em direção ao continente, gerando a brisa marítima (B). Durante o período noturno, o continente resfria-se mais rapidamente, e a massa de ar mais densa do continente desloca-se em direção ao oceano, constituindo a brisa terrestre (C).
Figura 4 – Brisas de Terra e de Mar
Brisa de Montanha e de Vale
 Em regiões de orografia acentuada, os vales e as encostas sofrem intensas diferenças de aquecimento. A massa de ar mais aquecida, durante o dia, eleva-se lentamente sobre as encostas, dando origem as brisas de vale. Durante a noite o ar desloca-se encosta abixo. A intensidade das brisas depende da conformação dos vales. Em vales litorâneos pode ocorrer a associação de brisas de vales com brisas marítima, dando origem a ventos moderados.
Figura 5 – Brisas de Montanha e de Vale
Vento Foehn ou Chinook
 São ventos muito fortes, secos e quentes, que sopram encosta abaixo a sotavento das formações montanhosas de maior porte como nos Alpes e Andes. Em geral, tais ventos estão associados com o desvio sofrido pelo escoamento, ao cruzar as formações rochosas, como se vê na Figura 6.
 Um vento Fohen forte é extremamente desagradável, pois combina calor excessivo, secura, força e rajadas, provocando enorme desconforto e desagradáveis reações fisiológicas e psicológicas, tais como dores de cabeça, irritação e etc. As altas temperaturas e a secura que acompanham esses ventos estão relacionados com o aquecimento do ar que desce após transpor a cadeia montanhosa. Por outro lado a secura se deve a perda de umidade que ocorre quando o ar sobe a barlavento.
 Figura 6 – Efeito do Vento Fohen
Massas de Ar
 Uma massa de ar para ser classificada como tal, precisa apresentar espessura bem desenvolvida, homogeneidade horizontal de suas propriedades físicas, mormente temperatura e umidade, e pouca ou nenhuma variação vertical de propriedades.
 Para que o ar possa apresentar tais características, ele deve permanecer estacionário ou deslocar-se muito lentamente sobre grandes extensões homogêneas. A radiação, a convecção, a turbulência e a advecção fazem com que o ar gradativamente adquira propriedades decorrentes da superfície subjacente.
 Em decorrência da circulação geral, as massas de ar podem ser originadas em diferentes latitudes, recebendo as denominações de Árticas (A), Antárticas (A), Polares (P), Tropicais (T) e Equatoriais (E). Para a mesma condição de latitude, a massa de ar pode se formar sobre os continentes ou oceanos, sendo denominada de continental (c) ou marítima (m), respectivamente. O ar também pode provir de níveis superiores da troposfera, por afundamento, sendo conhecido como massa de ar de afundamento. Dependendo da temperatura que a massa de ar apresenta ao atingir uma região, ela é classificada como fria (k) ou quente (w), conforme esteja com maior ou menor temperatura que a massa de ar que está sendo desalojada.
 As massas de ar originam-se nos centros de ação, representados pelos centros de alta e baixa pressão. Levando em consideração a distribuição dos centros de pressão da Figuras 3 e 4, as seguintes massas de ar ocorrem na América do Sul.
Massa de Ar
Símbolo
Regiões de Origem
Equatorial Continental
Ec
Região Amazônica
Equatorial Marítimo
Em
Convergência dos Alísios nos oceanos Atlântico e Pacífico (CIT).
Tropical Continental
Tc
Depressão do Chaco
Tropical Marítimo
Tm
Anticiclones do Atlântico e Pacífico
Polar Marítimo
Pm
Depressão Antártica
 O domínio geográfico médio destas massas de ar em janeiro é mostrado na Figura 5. Destas, somente a Equatorial Marítima do Pacífico não exerce influência no clima do Brasil.
 As massas equatoriais originam-se nas faixas equatoriais das pressões baixas, sendo instáveis, dotadas de alta temperatura e umidade, associadas a pequena amplitude térmica anual. A forte convecção no interior da massa de ar provoca a condensação do vapor de água, nebulosidade constante e chuvas abundante.
 A Massa Equatorial Continental é causada basicamente pela baixa da região Amazônica. Ao movimento convectivo dominante associa-se a convergência dos alísios, intensificando o processo de elevação de massas de ar. A região de superposição varia no correr do ano, deslocando-se ao longo do litoral norte.
 A Massa Equatorial Marítima resulta da convergência dos alísios. A CIT desloca-se no decurso do ano. Em janeiro atinge o norte do Amapá (4°N), desloca-se para o hemisfério sul atingindo o estado de Pernambuco (8°S) em março; em seguida retorna, ocorrendo novamente no extremo norte do país (4°N) em junho.
 
 Figura 7 – Massas de ar e linhas de descontinuidade
 na América do Sul em Janeiro.
 As Massas Tropicais Marítimas estão associadas aos anticiclones do Atlântico e do Pacífico. Nestes o ar descende na atmosfera, sofre aquecimento adiabático e torna-se uma massa quente, seca, estável, desprovida de nebulosidade e com ausência de precipitação durante todo o ano. A descida do ar quente sobre a superfície menos quente da terra gera uma camada de inversão de espessura variável, de 500 a 1500 m. Desta forma, as massas tropicais são constituídas de duas camadas. A camada superior, desprovida de nebulosidade e a camada inferior que tem as suas propriedades térmicas e higrométricas alteradas a medida que a massa de ar se desloca. O vapor d’água proveniente da evaporação e evapotranspiração vai se acumulando na camada inferior, dando origem a nuvens de pequeno desenvolvimento vertical, que podem dar origem a chuvas leves, principalmente de origem orográfica. Estas precipitações ocorrem junto ao litoral. No interior do continente, ocorre pouca nebulosidade, ausência de chuvas e forte insolação.
 A entrada da Massa Tropical Marítima no continente condiciona a estação seca do ano, enquanto o seu domínio confere a região características de aridez ou semi-aridez.
A Massa Tropical Marítima do Pacífico tem efeito direto nas condições meteorológicas do Brasil, somente no verão. Nesta época, a massa eleva-se orograficamente na face ocidental da Cordilheira dos Andes, desce na face oriental como brisa de montanha, indo alimentar a depressão do Chaco.
 A Massa Tropical Marítima do Atlântico Sul ocorre o ano todo no Brasil. A massa de ar proveniente da região oriental do anticiclone atinge o Nordeste Brasileiro, provocando os alísios de sudeste e leste. As massas provenientes da parte setentrional do anticiclone atingem o litoral brasileiro dando ventos de nordeste e noroeste, chamados alísios de retorno ou ventos de retorno. A separação entre os alísios e os alísios de retorno é chamada de Zona de Divergência dos Alísios (ZD). No litoral ela ocorre na latitude aproximada de 12°S em janeiro e 16°S em julho. Como a camada de inversão da Massa Tropical Marítima é pouco espessa, 500 m na parte oriental e 1500 m na parte ocidental, muito pouco vapor d’água consegue ser acumulado durante o trajeto sobre o oceano. O vapor acumulado condensa-se, dando origem a nuvens de pequeno desenvolvimento vertical, que podem provocar precipitações leves por efeito orográfico. No interior do continente o tempo é claro, desprovido de nebulosidade, com forte insolação e grande amplitude térmica diária.
 A Massa Tropical Continental está associada a formação de uma depressão na Região do Chaco, em conseqüência do intenso aquecimento da superfície do continente na estação quente doano. O forte aquecimento dá origem a uma massa quente, muito seca e instável, com intensa turbulência convectiva até 3000 m. Devido ao baixo teor de umidade do ar, não ocorre a formação de nuvens e precipitações. Como conseqüência os dias são insolarados, com intenso aquecimento diurno e intenso resfriamento noturno, condicionado pela baixa umidade do ar. Essa massa ocorre no Brasil no verão e outono, como mostra a Figura 6.
 A Massa Polar Marítima está associada a anticiclones migratórios que se formam na região depressionária sub-antártica. Nesta massa o ar é muito seco, frio e estável. Devido a subsidência superior, a sua estrutura vertical apresenta forte inversão de temperatura. A medida que a massa se desloca sobre os oceanos Atlântico e Pacífico, ganha calor e umidade na camada de inversão. Quando o anticilcone atinge as latitudes médias, normalmente desaparece a inversão e a massa torna-se instável. Esta massa de ar propicia tempo frio, seco e desprovido de nebulosidade, e intensos resfriamento noturnos que causam o fenômeno da geada. Os anticilcones polares ocorrem durante todo o ano, mas são mais freqüentes no inverno.
 No contato entre as massas tropicais e as massas polares, formam-se superfícies de descontinuidade, denominadas de frentes polares.
 
Os Fenômenos “EL Niño” e “La Niña”
6.1. EL Niño
 O fenômeno El Niño é uma mudança no sistema oceano-atmosfera do Pacífico-Leste provocada pelo aumento anormal da temperatura da superfície da água do mar nessa região, seguindo mais ou menos a linha do Equador(área central do oceano Pacífico). O nome El Niño (significa "menino" em espanhol) foi dado séculos atrás por pescadores peruanos que observavam, em alguns anos, considerável diminuição da quantidade de peixes na costa peruana e morte de pássaros que se alimentavam dos mesmos. A diminuição da quantidade de peixes é devida ao aumento da temperatura da água, dificultando sua sobrevivência. Como tal fato sempre ocorria próximo ao Natal foi denominada "El Niño" em homenagem ao nascimento do menino Jesus. 
 O que ocorre normalmente sobre as águas da faixa tropical do Pacífico é o vento soprando de leste para oeste (em direção à Ásia) acumulando a água mais quente (água de toda a superfície da faixa tropical que foi aquecida pelo Sol) no setor oeste do mesmo, deixando o nível do oceano na Indonésia meio metro acima do nível da costa oeste da América do Sul. Assim, na costa sul-americana a temperatura da água é cerca de 8°C mais fria e rica em nutrientes para o ecossistema marinho. 
 Em anos de El Niño, os ventos leste-oeste enfraquecem chegando, em algumas áreas na faixa tropical, a inverterem o sentido soprando de oeste para leste. Logo, a água mais quente do oeste é "empurrada" para o leste, deixando a água da costa oeste da América do Sul com temperaturas acima da média, e abaixo da média a água da região da Indonésia e norte/nordeste da Austrália.
 A anomalia da temperatura dessa parte do oceano provoca mudanças climáticas regionais e globais. Na própria faixa tropical há um deslocamento do ar deixando as áreas menos chuvosas com índices de chuva mais elevado (Indonésia e Austrália) e as áreas mais chuvosas com índices de chuva menos elevados (oeste da América do Sul). Como na atmosfera não há barreiras, tais mudanças na faixa tropical passam a afetar todo o globo terrestre. A Figura 7 mostra os efeitos do El Niño para diversas partes do globo no período de dezembro/97 e fevereiro/98. 
 Figura 7 – Efeitos do El Niño 
No Brasil, o El Niño provocou:
. Região Norte: diminuição das chuvas no nordeste e leste da Amazônia. 
. Região Nordeste: intensificação na seca nordestina que se agravando no período de fevereiro/98 a junho/98 (período da estação chuvosa do semi-árido nordestino). 
. Região Cento-Oeste: temperaturas mais altas e menos chuvas. 
. Região Sudeste: na maior parte da região ocorreu elevação da temperatura e secura do ar, e em algumas áreas aumento de chuvas. 
. Região Sul: aumento de chuvas principalmente na faixa do Rio Grande do Sul ao Paraná. 
 O El Niño forma um bloqueio das frentes frias vindas do sul, na altura de Santa Catarina e do Rio Grande do Sul. Com isso, a formação de nuvens sobre o Estado do Rio de Janeiro fica prejudicada, resultando na inibição das chuvas típicas das tardes de verão. 
 O El Niño é um fenômeno de estudo recente por cientistas, não podendo, assim, ser afirmado que todas as mudanças climáticas são provocadas por ele. 
 O El Niño também trouxe impactos positivos para o planeta. Há estudos que constataram que de forma indireta sempre que há um aquecimento no clima do planeta inicialmente há um aumento na quantidade de dióxido de carbono, mas nos dois anos que se seguem ocorre um processo de redução de dióxido de carbono na atmosfera, atenuando o Efeito Estufa. 
 Além disso, observou-se que durante o El Niño o número de furacões tropicais no Atlântico se reduz durante o ano, isto acontece pois os ventos de altitudes elevadas criados pelo fenômeno cortam os cimos dos furacões no Atlântico, abortando-os antes que alcancem força total.
 No Instituto Weizmann de Israel, a equipe de cientistas que estudou fotos das nuvens por satélite concluiu que o El Niño pode trazer preciosa umidade para o seco Oriente Médio.
 Não devemos esquecer que o fenômeno El Niño é de recente estudo e não de recente acontecimento. Há dados de anos de El Niño ocorridos por volta de 1500!!! 
6.2. La Niña
 Quando há anos de El Niño, quase sempre há logo após anos de La Niña (significa "menina" em espanhol). O fenômeno La Niña caracteriza-se por um resfriamento da água na faixa equatorial do Oceano Pacífico, em particular no centro-oeste da bacia. Mas a magnitude de tal resfriamento é bem menor que a magnitude do aquecimento da água no El Niño, não afetando tanto no clima global. 
 Sabemos que, normalmente, a água do Oceano Pacífico é mais aquecida na região da Indonésia e setores norte/nordeste da Austrália (centro-oeste da bacia) e mais fria na região da América do Sul (centro-leste da bacia). Isso caracteriza o vento da região equatorial do Pacífico soprando de leste para oeste, "empilhando" a água mais aquecida no setor oeste. Quando ocorre o fenômeno La Niña, as temperaturas do oceano ficam acima da média no setor centro. 
7. Tornado, Tufão, Ciclone e Furacão
 Ciclone, tufão e furacão são nomes diferentes dados a um mesmo fenômeno – sendo que este último é o termo mais usado em contexto científico. O curioso é que essa denominação varia conforme a região: costuma-se chamar de furacão quando acontece na América Central e nos Estados Unidos; e tufão quando aparece no Japão e na Indonésia.
 Outra variável pode confundir a questão: qualquer tempestade ou zona de baixa pressão atmosférica pode ser chamada de ciclone. Geralmente porém, os três termos referem-se ás mais fortes tempestades que ocorrem na natureza, podendo chegar a 1000 m de diâmetro e ventos de, no mínimo, 120 km/h.
7.1. Furacão
 È o tipo de tempestade de maior extensão que existe na natureza. 
 Originam-se sobre mares e oceanos muito quentes, no mínimo 27°C. Em cima dessas regiões se formam enormes quantidades de ar quente que sobem em colunas.
 A massa de ar se torna tão grande e compacta que passa a sofrer a influência da rotação da terra. È por isso que ao subir, forma o movimento em espiral, de redemoinho.
 Quanto mais próximo do centro, maior é a velocidade de rotação do vento. A região central do furacão é conhecida como olho e atinge até 16 km de diâmetro e é bastante calma. O problema está no turbilhão que a cerca, com ventos que ultrapassam os 300 km/h. O ar se mantém em movimento até atingir uma altura elevada, resfriando-se e sendo arrastado para fora do furacão. 
7.2. Tornado
 São tormentas muito mais violentas que os furacões e podem aparecer em qualquer lugar.
 É oresultado do choque entre duas correntes de ar. Dura apenas dois ou três minutos e tem efeito demolidor.
 Uma massa de ar quente e úmido não se mistura facilmente com outra massa de ar frio e seco. Quando elas se encontram em alta velocidade, vindas de direções opostas, o ar quente é lançado para o alto, se condensa e inicia uma tempestade.
 No momento de impacto, as duas massas começam a girar para perder velocidade. No centro da tempestade, onde a rotação é intensa, surge um funil que chega até o solo. A velocidade do vento no funil chega a 800 km/h, o suficiente para destruir casas e lançar carros aos ares.
Circulação Atmosférica
_1041182802/ole-[42, 4D, 76, E5, 07, 00, 00, 00]
_1041184961/ole-[42, 4D, 82, B5, 07, 00, 00, 00]
_1041188572/ole-[42, 4D, E2, D3, 04, 00, 00, 00]
_1041093666/ole-[42, 4D, 06, DD, 07, 00, 00, 00]
_1027530455/ole-[42, 4D, 0A, 8E, 01, 00, 00, 00]